Climatologia-I (Climat. Física) Profs. Ricardo Hallak e Humberto Rocha. Capítulo 7 Ventos e Sistemas de Pressão

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1 Climatologia-I (Climat. Física) 2012 Profs. Ricardo Hallak e Humberto Rocha Capítulo 7 Ventos e Sistemas de Pressão 3.1 Definições Os ventos resultam basicamente do movimento das massas de ar, somado ao movimento da própria Terra. Mas por que as massas de ar se movimentam? As diferenças de pressão (gradientes) horizontais geram diferenças de densidade do fluído atmosférico. Para restabelecer o equilíbrio, o que ocorre na realidade é o surgimento dos ventos (circulação) para neutralizar os gradientes de pressão (e também de umidade e temperatura), o que em última causa surge devido ao aquecimento diferencial do planeta. Os ventos são os elementos climáticos responsáveis pelo transporte de calor sensível e calor latente das regiões equatoriais para as latitudes mais altas. Calor e umidade são ingredientes básicos na formação de precipitação, e devem ser redistribuídos. Dessa forma, dizemos que a atmosfera busca sempre pelo equilíbrio (de pressão, temperatura e umidade) e os ventos são os executivos dessa tarefa. hora -1 ). Unidades do vento: em metros por segundo: 1 m s -1 = 1.94 nós (1 nó = 1 milha náutica A pressão atmosférica é definida como a força exercida pela coluna de ar da atmosfera numa área unitária na superfície. As unidades mais usadas são: 1 Pa (Pascal) = 1 N.m -2 = 10-2 mb (milibar) 1 mb = 1 hpa (1 hecto Pascal = 100 Pa) O vento tem 3 componentes: 2 na horizontal (zonal, u; meridional, v) e uma na vertical, w. O componente vertical, em termos de análise de movimentos de grande escala, é menor que as ordens de grandeza mais comuns do vento horizontal, pois resultam do balanço entre a força de gravidade (agindo para baixo) e a força do gradiente vertical de pressão (agindo para cima). No entanto, no interior das nuvens cumuliformes (do tipo Cb), a velocidade vertical é bastante significativa. No sistema de coordenadas cartesianas (x, y, z), as equações do movimento são: du dt dv dt 1 p 1 fv x x z, onde u x (1) z 1 p 1 y fu y z, onde v y (2) z dw dt 1 p g z (3) onde representa a tensão de cisalhamento (possui unidades de pressão) ou fluxo de quantidade de movimento (ou momentum) do vento próximo à superfície, devido ao arrasto aerodinâmico com a 1

2 superfície (o vento, aproximadamente nos primeiros 50 a 100 m acima da superfície, decresce à medida que se aproxima do contato com o solo, quando então se anula). Uma massa de ar, na busca do equilíbrio, tende a ir sempre de uma região sob alta pressão para outra sob baixa pressão. A aproximação hidrostática Em razão de haver maior acúmulo de massa (isto é, maior densidade do ar) nos níveis mais baixos da atmosfera, a pressão decresce com a altitude. Dessa forma, se a pressão é menor nos níveis mais altos, por quê então as massas de ar, para se equilibrarem, não sobem indefinidamente? Para que isso não ocorra, na verdade estamos considerando que o vento não se acelera verticalmente, isto é, o termo à esquerda de (3) é aproximadamente zero, ou pelo menos algumas ordens de grandeza menor que os termos à direita. Fazendo essa hipótese, à partir da equação do movimento na vertical temos que dw dt 0 p z g (4) expressão essa que se constitui na chamada aproximação hidrostática. Ela é válida para grande parte dos movimentos de grande escala da atmosfera, e para a maior parte dos cálculos de balanços globais em escala mensal e anual. Somente em circunstâncias de grande turbulência vertical, como no interior de núvens cúmulos por exemplo, esta expressão não é estritamente válida. Para se obter uma aproximação da taxa de variação vertical da pressão, da superfície (p o ) até um nível de altura p, a partir da aproximação hidrostática (4) e da lei geral dos gases (5), tem-se: p RT (5) p p z g p z ln p po p zo 0 RT po g RT z z ln p ln p 0 o g RT z p g gz ln z p po exp (6) po RT RT Podemos incluir em (6) a correção da variação vertical da temperatura no meio ambiente, chamada de lapse-rate da temperatura ( ), e da temperatura de superfície (T o ), tal que T z z T dz dt z 0 To z ( T To) T o T T To z (7) onde é aproximadamente igual a 6.5 K km -1, segundo dados da atmosfera padrão do Hemisfério Norte (chamado de US standard). 2

3 Ventos na superfície Do ponto de vista quantitativo, a força do gradiente horizontal de pressão é a forçante básica para o vento horizontal. Uma vez que o ar se desloque horizontalmente, outras três forças podem a princípio agir no sentido de alterar a sua direção e o seu módulo: a força de Coriolis, a força do atrito em superfície e a força centrípeta (esta última somente para trajetórias curvilíneas). Baseado na Fig. 3.1, supondo que os centros de alta (A) e baixa (B) pressão na superfície apresentem-se como regiões circulares em grande escala, onde se observa isolinhas de mesmos valores de pressão aproximadamente paralelas a partir do centro de máxima (ou mínima), chamadas de isóbaras, podemos fazer o seguinte raciocínio: a força do gradiente de pressão (FP) posiciona-se perpendicularmente às isóbaras (Fig. 1a), no sentido da alta para a baixa pressão, o que origina a aceleração do ar e, portanto, o vento V. Fig. 1: Balanço de forças na determinação do vetor vento próximo à superfície terrestre. Em (c), o vento resultante é deniminado Vento Geostrófico e o balanço entre as forças de gradiente de pressão e Coriolis, Balanço Geostrófico. Por decorrência do movimento das massas de ar, surge a força de Coriolis (FC) que, por definição, age perpendicularmente à direção do vento, alterando sua direção, desviando-o para a esquerda (Hem. Sul) ou para a direita (Hem. Norte). A resultante entre FP e FC determina a direção do vento, a qual, durante o processo de ajuste, agora aponta de forma inclinada em direção ao centro de baixa (Fig. 1b). O módulo da FC é proporcional à velocidade do vento (veja equações 1 e 2) e é importante nas latitudes médias e altas (pois o fator de Coriolis é f = 2 sen ), pouco influenciando próximo às regiões equatoriais (latitudes próximas a 0º, cujo seno tende a zero). Se houver um equilíbrio entre FC e FP (Fig. 1c), isto é, somente quando houver a ação destas duas forças, então o vento resultante é chamado de vento geostrófico. O vento geostrófico resulta do balanço entre FP e FC, e é paralelo às isóbaras. O vento geostrófico é dominante nos níveis mais altos da atmosfera. Próximo à superfície, no entanto, atua a força de atrito (FA), principalmente nos primeiros 100 m a partir da superfície. O atrito age desacelerando o movimento e, portanto, FA tem sempre a mesma direção do vetor vento V, mas com sentido oposto. Isto enfraquece também FC, pois ela é proporcional ao módulo de V (previamente reduzido pelo atrito), e finalmente fazendo com que FC não alinhe V exatamente paralelo às isóbaras, mas inclinado em relação a elas. A direção de V fica inclinada em relação às isóbaras e com o sentido voltado para o centro de baixa pressão B. Quanto 3

4 mais próximo da superfície, maior a inclinação,, que varia entre 10 º e 45 º em função da rugosidade de superfície (Fig. 1d). 7.2 Circulações ciclônicas e anticiclônicas (padrão de pressão à superfície) Nos baixos níveis da atmosfera, inclinando-se o vento geralmente para o centro de baixa pressão (válido nos dois hemisférios), temos um padrão de circulação ciclônica estabelecida ao redor desse centro (Fig. 2). No Hemisfério Sul, o sentido é horário e no Hemisfério Norte anti-horário. A inclinação do vento é de tal forma que ele converge para o centro de baixa pressão (B), e diverge do centro de alta pressão (A), nesse último caso estabelecendo uma circulação anticiclônica (por definição, anti-horário no Hem. Sul e horário no Hem. Norte). A partir dessa configuração, depreendese que os ventos convergem para uma Baixa e divergem da Alta (Fig. 2) pelo efeito de convergência dos ventos na superfície. Compreenda que o efeito de atrito de superfície é apenas um, entre vários outros, que forçam a circulação horária ou anti-horária. Fig. 2: Esquema ilustrativo de como os padrões de divergência e convergência em superfície e na troposfera superior estão ligados por movimentos verticais, numa visão de escala sinótica. Em altitude, nos médios e altos níveis da atmosfera, os padrões A e B têm um importante significado. A convergência de massa em superfície é normalmente acompanhada de ascensão de ar na coluna atmosférica, movimento este associado ao crescimento das nuvens e eventualmente de precipitação. Nos altos níveis, por conservação de massa (Equação da Continuidade), estabelece-se divergência de massa e, portanto um cento de Alta. Por outro lado, a divergência na superfície indica, por conservação de massa, convergência nos altos níveis, o que também é associado aos movimentos verticais (para baixo) de subsidência ao longo da coluna atmosférica, que estabelece essa compensação. Os movimentos subsidentes geralmente estão associados ao céu claro e inibição 4

5 do crescimento de nuvens. Este padrão indica que existe na atmosfera um forte mecanismo de causas dinâmicas associado aos centros de alta e baixa pressão na superfície. Fig. 3: Padrão global de distribuição da pressão atmosférica média ao nível do mar para (a) janeiro e (b) julho. O padrão global da pressão de superfície ao nível do mar (PNM) na Fig. 3 mostra algumas características importantes associadas ao clima global: a) um cinturão dominante de centros de alta pressão entre 25º e 35º nos dois hemisférios, chamado de cinturão de altas subtropicais, que decresce em direção ao equador e aos polos, formando, consequentemente, centros de baixa no equador e em faixas de latitude mais altas ao redor de 60 º, fato que é mais saliente no Hem. Sul e um tanto quanto mascarado no Hem. Norte pela maior proporção de terras em relação à água (do que o Hem. Sul). b) formação de anticiclones nas regiões polares, associados à alta pressão; a sucessão de cinturões de alta e baixa pressão está basicamente associada à circulação geral da atmosfera. 5

6 c) os cinturões migram para o norte em julho (Fig. 3b) e para o sul em janeiro (Fig. 3a), em decorrência do aquecimento diferencial; durante o inverno dos hemisférios os gradientes de pressão são mais intensos. Sobre a América do Norte e Eurásia formam-se intensos centros de alta pressão durante o inverno, que se tornam centros de baixa durante o verão. Alguns centros semipermanentes na superfície têm nomes associados. Por exemplo: Centros sobre oceanos Baixa das Aleutas (Pacífico) Baixa da Islândia (Atlântico) Alta do Havaí (Pacífico) Alta das Bermudas (Atlântico) Alta do Pacífico Sul Posição aproximada 60 o - 65 o N 60 o - 65 o N 30 o - 35 o N 30 o - 35 o N 20 o - 30 o S Centros sobre continentes Alta da Sibéria Alta da América do Norte Baixa (térmica) do sudeste dos Estados Unidos Baixa (térmica) do Chaco (Améria do Sul) Baixa (térmica) da Índia Posição aproximada (no inverno) (no inverno) (no verão) (no verão) (no verão) As baixas térmicas estão muito associadas à formação de células térmicas, como explicadas no próximo item. 7.3 Circulação Geral da Atmosfera (CGA) Células térmicas O intenso aquecimento na superfície muitas vezes dá origem à ascensão das massas de ar. Este ar, ao se elevar, faz com que se configure um centro de baixa pressão nos baixos níveis. Se nas regiões da superfície, adjacentes à esta baixa, a temperatura for relativamente mais fria, então formase uma circulação entre as regiões mais quentes e as mais frias, também ao longo da coluna atmosférica, formando-se uma célula. Uma circulação fechada (célula), originada por contraste horizontal de temperatura na superfície, denomina-se de célula térmica. O aquecimento diferencial da superfície da Terra gera uma circulação planetária que redistribui calor principalmente em células de circulação meridional (Norte-Sul), como a célula de Hadley. 6

7 Analogamente, existem circulações zonais de grande escala, devido ao contraste térmico oceanocontinente, chamadas de células de Walker, que cobrem escalas sinóticas. Além disso, outras circulações ocorrem em escala local também por aquecimento diferencial na escala do ciclo diurno, as quais são chamadas de circulações secundárias. A Equação Hipsométrica, baseada na aproximação hidrostática, é a abordagem matemática mais simples e, no entanto, a mais útil para se analisar os gradientes de pressão horizontal gerados por aquecimento diferencial. Considerando-se uma coluna atmosférica com temperatura média T na vertical e supondo-se a aproximação hidrostática e a equação geral dos gases, tal que p g (8) e p RT (9) z então, integrando p e z na coluna atmosférica, a partir de (8) e (8), tem-se: RT g p p z z po p zo RT g ln( p / po) z z RT g ln( po / p) (10) A espessura da coluna de ar, z, será tanto maior quanto maior for a sua temperatura T. Observe a Fig. 4: suponha uma distribuição de pressão horizontal na superfície tal que exista um centro de alta pressão (A) adjacente a dois centros de baixa pressão (B). No plano vertical mostrado na Fig. 4, as isóbaras nos baixos níveis da atmosfera, na região sobre a alta A, estão com concavidade positiva (crista) e, sobre os centros de baixa B, com concavidade negativa (cavado). Este padrão de crista e cavado sobre altas e baixas, respectivamente, é um conceito importante na dinâmica atmosférica. Fig. 4: Isóbaras nos planos vertical e horizontal. 7

8 Passando-se à Fig. 5, tem-se o caso (a), onde se esquematiza como se configura uma célula térmica: suponha o continente com temperatura mais alta do que sobre o oceano (por exemplo, no verão). A espessura da coluna atmosférica sobre o continente será consequentemente maior do que sobre o oceano (devido às diferenças de temperatura em cada uma dessas superfícies). Para o mesmo nível, p1 ou p2, pode-se esquematizar como é a forma da isóbara no plano vertical, a partir das diferenças de espessura na horizontal, como explicado pela Fig. 4. O vento (circulação) será sempre do centro de alta para o de baixa pressão. Com o conceito de cavado e crista visto no parágrafo acima, é possível deduzir onde estão os centros de baixa e alta pressão, respectivamente. Na vertical, a circulação fecha, por continuidade de massa, formando uma célula térmica, com uma baixa em superfície e uma alta em altitude sobre o continente. Uma alta em superfície sobre o oceano está associada a uma baixa em altitude naquela coluna atmosférica. Para o caso da Fig. 5b (caso b), o raciocínio é análogo, mas se tem como suposição, que o continente está mais frio que o oceano (situação possível de ocorrer no inverno). Fig. 5: Contrastes térmicos entre regiões continentais e oceânicas e a configuração da circulação resultante para (a) verão e (b) inverno. Os níveis de pressão P1 e P2 encontram-se na troposfera inferior e superior, respectivamente. 8

9 Célula de Walker Desprezando-se os efeitos de rotação e considerando-se somente os contrastes térmicos, durante o verão as regiões continentais são mais quentes que as áreas oceânicas adjacentes. A espessura sobre o continente ( z C ) será, portanto, maior do que sobre o oceano ( z 0 ), conforme a Fig. 5a. Dessa forma, para uma dada superfície isobárica, definir-se-ão padrões de baixa em superfície e de alta em altitude sobre o continente, e de alta em superfície e baixa em altitude sobre os oceanos. Esta configuração de altas e baixas pressões em superfície e em altitude gerará um gradiente horizontal de pressão, forçando a circulação do oceano para o continente nos baixos níveis, e em sentido oposto nos altos níveis, fechando a célula. Esse caso simplificado de verão ocorre sobre a América do Sul, África do Sul, Austrália, e nas regiões leste dos Estados Unidos e platô do Tibete. No verão existe um forte aquecimento à superfície, gerando correntes de convecção que transportam o calor para grandes altitudes, saturando o ar ascendente e produzindo nebulosidade e precipitação. Durante o inverno, Fig. 5b, um raciocínio análogo ocorre em função do resfriamento radiativo das superfícies continentais e da relativamente quente temperatura da superfície do mar dos oceanos adjacentes. No entanto, a intensidade dessa circulação no inverno somente será significativa se os efeitos de resfriamento superficial atingirem níveis bastante intensos, o que somente ocorre em situações muito preferenciais, como as de céu claro, ventos calmos e, eventualmente, na presença de neve ou gelo, como no Canadá e na Sibéria. À circulação zonal, de grande escala, que se estabelece como uma célula térmica, dá-se o nome de célula de Walker. (Fig. 6). Fig. 6: Perfil vertical das células de Walker e isóbaras típicas em 200 hpa e superfície associadas à circulação. Célula de Hadley Os centros semipermanentes de alta e baixa pressão estão fortemente associados aos padrões de circulação (ventos), tanto na horizontal como na vertical. São chamados de semipermanentes, pois têm uma significativa variabilidade decorrente das recorrentes perturbações na atmosfera. Uma representação esquemática da circulação geral da atmosfera é mostrada na Fig. 7, onde se observa especialmente o movimento que se dá em grandes células de direção meridional (norte-sul) e que transportam calor e umidade do equador para os polos. Enquanto a Célula de Walker é por definição uma circulação zonal, a circulação meridional da atmosfera tem um modelo um pouco mais complexo. Os primeiros pensadores da Meteorologia 9

10 concebiam apenas a existência de uma célula em cada hemisfério (Fig. 8): um braço ascendente nas regiões quentes equatoriais, com o braço superior em direção aos polos nos altos níveis e o braço descendente nos polos. Dessa forma se garantiria a redistribuição de calor e umidade na busca do equilíbrio. Posteriormente pensou-se em duas células térmicas em cada hemisfério, aproximadamente de mesmas dimensões. Hoje se sabe que esse modelo não é assim. Fig. 7: (a) Representação esquemática das características da circulação geral. (b) Variação da pressão média ao nível do mar com a latitude. A célula de Hadley também tem origem térmica (Fig. 7), onde as altas temperaturas de superfície e os movimentos convectivos das regiões equatoriais (mais quentes) caracterizam o seu ramo de ascensão, em direção às latitudes mais frias (subtropicais), em um movimento de direção meridional. O transporte ao longo da célula, no seu ramo superior em direção aos pólos, determina com que o vento sofra influência da força de Coriolis, nas latitudes médias, e desvie-se para leste, o que gera, portanto, uma circulação predominante de oeste nos médios e altos níveis (Figs. 7 e 9). O braço descendente da célula de Hadley ocorre em faixas de latitude a aproximadamente 30º, caracterizando regiões de divergência na superfície e, finalmente, retornando às regiões equatoriais pelo seu braço inferior, onde é desviado para oeste, gerando, portanto, uma circulação de leste nestas regiões, chamada de ventos alísios (em inglês, 'trade' winds = origem deste termo remonta à época das viagens das caravelas, que faziam o 'comércio' entre o Velho Mundo com outras regiões). À região limitada pela circulação dos alísios (também chamada de 'doldrums') entre os dois hemisférios, denomina-se de Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). A circulação é fraca na interface dos alísios com a região onde os ventos são de oeste, nas latitudes médias. Esta faixa de latitudes é chamada de 'horse latitudes' (termo se origina também da época das caravelas, que, ao 10

11 passarem por essa região de calmaria, recorrentemente era necessário jogar os cavalos ao mar para economizar comida). A componente meridional dos alísios é a circulação associada à convecção por origem térmica, onde ocorre intenso desenvolvimento de cúmulos e formação de precipitação. Fig. 8: Modelo unicelular de Hadley, de Fig. 9: Cortes das circulações (a) zonal, (b) meridional e (c) vertical associadas à CGA. Célula Polar 11

12 A célula polar também tem origem térmica: seu ramo descendente ocorre sobre os polos, caracterizando um centro de alta pressão, e o ramo ascendente sobre as latitudes na faixa de 60 º, onde ocorre convergência na superfície associada aos centros de baixa pressão semipermanentes subpolares (como mostrado na Fig. 3). Embora a circulação na superfície resultante dessa célula seja de leste nessas faixas de latitude, recorrentemente ocorrem circulações de oeste decorrentes da passagem de sistemas frontais por essas regiões. Célula de Ferrel A célula de Ferrel, entre 30 º e 60 º, difere das demais por estar associada a mecanismos dinâmicos da atmosfera em latitudes médias, e não é uma célula térmica propriamente dita (esta célula é algumas vezes referida como célula de circulação térmica indireta, ou seja, contrária ao movimento das células térmicas de circulação direta). São nessas regiões onde se encontram os mais acentuados gradientes horizontais de temperatura, tanto na superfície como na atmosfera (Fig. 7), o que favorece a intensificação do movimento de frentes polares que se deslocam das altas para as baixas latitudes. As frentes polares são sistemas meteorológicos de grande escala, que trazem uma grande massa de ar frio das regiões polares e misturam esse ar com o ar mais quente das latitudes mais baixas. Na região onde o braço de subsidência da célula de Ferrel coincide com o ramo descendente da célula de Hadley, ocorre subsidência na superfície. Nos altos níveis, entretanto, há convergência e é onde se encontra o jato subtropical (Fig. 7). Os principais desertos do planeta coincidem com as regiões de intensa divergência em superfície associadas aos centros de alta pressão da célula de Ferrel. No encontro da célula de Ferrel com a célula polar forma-se o jato polar. Os jatos são estreitas faixas de fortes ventos. Segundo a definição da OMM (Organização Meteorológica Mundial), tem-se: corrente de jato polar: circulação de oeste, normalmente entre mb, entre 40 º e 60 º, em associação com frentes polares na superfície (Fig. 10); corrente de jato subtropical: circulação de oeste, normalmente a 200 mb em latitudes de 30 º, no braço descendente da célula de Hadley sobre os trópicos. A posição dos jatos varia latitudinalmente ao longo do ano, assim como a sua intensidade. Por exemplo, no inverno do Hem. Norte, o jato polar pode ocasionalmente chegar até a 35 º N e atingir aproximadamente 130 km h -1. No verão, o jato polar regride a 50 º N de latitude com velocidade média de 65 km h -1. A posição do jato polar mais próxima do equador indica indiretamente a penetração das frentes polares em latitudes mais baixas, assim como a sua maior intensidade é uma medida do maior transporte de energia associado às frentes. Quanto ao jato subtropical, por exemplo, no inverno do Hemisfério Norte, a célula de Hadley tende a deslocar-se para o sul, acompanhando o máximo de radiação solar. Consequentemente haverá maior gradiente meridional de temperatura no Hem. Norte e a célula de Ferrel também irá se mover para o sul, o que é acompanhado do fato do jato se encontrar também mais deslocado (para o equador) e mais forte. 12

13 Fig. 10: Corte vertical esquemático da atmosfera em latitudes médias mostrando a posição da frente polar, a corrente de jato e as zonas baroclínicas e barotópicas. A Fig. 11 mostra a circulação zonal da atmosfera, indicando a presença do jato subtropical de oeste nas latitudes médias, mais intensificado e mais próximo do equador durante o inverno de cada hemisfério. Uma das razões da existência do jato subtropical liga-se à conservação do momento angular (mvr = constante, onde r é a distância da massa de ar ao centro da Terra): o vento, ao deslocar-se das regiões equatoriais para as latitudes altas, diminui r e, portanto, deve aumentar v para conservar o momento angular. Na Fig. 11 tem-se uma média climatológica, isto é, não é sinal de um sistema transiente como as frentes polares, embora esta influa no cálculo da média. O máximo da circulação zonal, de uma forma integrada, representa tanto o efeito do jato polar como o do jato subtropical e o seu deslocamento norte-sul conforme a estação é o ponto a se salientar comparandose 3.11a e 3.11b. 13

14 Fig. 11: Componente este-oeste dos ventos como média por faixas de latitude ao redor da Terra para (a) dezembro a fevereiro e (b) junho a agosto. As correntes de jato polar de oeste estão relacionadas a um importantíssimo padrão de circulação das latitudes médias: o escoamento de oeste na média e alta troposfera é caracterizado como uma onda planetária que se move com baixa velocidade, chamada de ondas de Rossby. Entre as latitudes médias e altas ocorre o mais intenso forçamento da velocidade meridional para o equador (resultado do gradiente meridional de temperatura mais intenso), assim como a presença do jato: a componente resultante é ondulatória, e atua no sentido de redistribuir calor e momentum. Uma sucessão de cristas e cavados aparece como o padrão dos jatos em altitude formando como que um trem de onda ao redor do globo (Fig. 12a, para o Hemisfério Norte). Ao passo que o ar frio das regiões polares se encontra ao norte do jato e o ar quente tropical ao sul (Hem. Norte), ocorrem ondulações (Fig. 12b) que transportam as massas polares em direção ao equador e as massas tropicais em direção aos pólos (Fig. 12c). Estas massas eventualmente desprendem-se das ondas (chamadas baixas cut-off), com o efeito de desintensificar o sistema ondulatório (Fig. 12d). 14

15 Fig. 12: Ondas de altos níveis da atmosfera na corrente de jato do Hemisfério Norte, as quais trazem períodos de tempo constrastantes em seu trem de ondas. A sequência típica é mostrada nos quatro diagramas. O jato ondulante intensifica-se em oscilações crescentes. Ao norte do jato fica o ar frio polar e, a sul, o ar quente tropical. As grandes oscilações trazem ar polar para as latitues médias e baixas e ar tropical para as médias e altas latitudes. Finalmente, as ondas de grande amplitude desmembram-se (cut off) em células de ar frio ao sul e células de ar quente ao norte (no Hemisfério Norte). Correntes Oceânicas As correntes oceânicas constituem também um importante mecanismo de redistribuição de calor entre as diferentes latitudes do planeta. As forçantes básicas da circulação oceânica são devido ao gradiente de pressão gerado por diferenças de temperatura e diferenças de densidade, essa última também associada à salinidade do mar. A circulação atmosférica é também uma importante forçante, e o principal fator nos níveis mais próximos à superfície, principalmente nos primeiros cem metros de profundidade. Observa-se a caracterização de distintas massas oceânicas: massas polares, mais verdes devido ao maior teor de plâncton, menor salinidade, menor temperatura; massas tropicais, preferencialmente de cor azul, com menor teor de plâncton, maiores temperaturas, maior salinidade; massas intermediárias entre as duas citadas, geralmente posicionadas próximas às regiões onde há penetração das frentes polares na atmosfera. 15

16 Segundo a Fig. 13, que mostra as correntes oceânicas próximas à superfície, alguns padrões são importantes de se salientar: existência de correntes quentes e correntes frias; padrão preferencialmente anticiclônico nas regiões subtropicais; circulação de leste próximo à região dos alísios (exceto na Corrente Equatorial Norte no Pacífico); circulação de oeste nas latitudes mais altas. Portanto denota-se uma forte influência da CGA na circulação dos oceanos. Existem no entanto correntes oceânicas muito profundas que realizam transporte de energia em escalas de tempo maiores e tem circulações diferentes das superficiais. Fig. 13: Esquema generalizado das correntes oceânicas superficiais. Outro padrão interessante relaciona-se à convergência de águas a leste dos oceanos equatoriais e divergência à oeste. Na Costa do Peru, a Corrente do Peru (ou Humboldt) provoca o mecanismo de ressurgência, que traz águas mais frias do fundo para a superfície como compensação da divergência. A influência climática das correntes oceânicas na superfície é notável, pois atuam geralmente no sentido de amenizar as estações, isto é, tornando o inverno mais quente e o verão mais fresco. Além disso, são responsáveis por intenso transporte de umidade do ar para as áreas continentais, quanto existe o favorecimento da circulação. Por exemplo, as temperaturas na costa do Peru são da ordem de 10 º C mais frias que na costa do Brasil, ocorrendo uma situação idêntica no verão para a costa da Califórnia e na costa da Flórida. Na Europa, a Corrente quente do Atlântico Norte provoca estações mais quentes do que em regiões da Ásia na mesma latitude. 16

17 7.4 Circulações Locais Devido ao aquecimento diferencial gerado pelo ciclo diurno, surgem circulações secundárias em escala local (também pertencentes às circulações de mesoescala) devido à variabilidade de topografia, distribuição terra-água e até mesmo contrastes horizontais regionais, como tipo de vegetação em áreas vizinhas bem como quantidade de água no solo. Brisa marítima-terrestre Durante o dia, as superfícies continentais se aquecem mais do que a superfície do mar, o que gera maior espessura da coluna atmosférica sobre a terra e menor sobre o mar (Fig. 14a). Esta configuração de gradientes horizontais de pressão forçam a circulação do oceano para o continente nos baixos níveis (brisa marítima), e o oposto em altitude, fechando uma célula. As correntes ascendentes de ar sobre o continente formam nuvens cúmulos (Fig. 15a), que eventualmente podem gerar precipitação e, ainda, evoluir para sistemas de tempestades. A intensidade da brisa marítima geralmente é da ordem de 2 a 5 m s -1, podendo avançar continente adentro até 200 km em condições muito favoráveis, ou até mais. Geralmente, este avanço é da ordem de 100 km. Na vertical, a célula pode atingir altitudes de 600 m a 2000 m, em média, conforme a situação atmosférica regional e sinótica de cada dia. Fig. 14: (a) Circulação de brisa marítima (ou lacustre), que ocorre durante o dia. (b) Circulação de brisa terrestre, que ocorre durante a noite. Note que a escala vertical está exagerada comparada à escala horizontal. 17

18 Durante a noite, um raciocínio análogo permite dizer que as temperaturas relativamente mais altas na superfície do mar geram a brisa terrestre, circulação do continente para o oceano nos baixos níveis (Fig. 14b). Como o contraste de temperatura noturno é menor do que o diurno, a brisa terrestre tem intensidade menos acentuada que a marítima, assim como a célula tem também uma menor profundidade vertical (Fig. 15b). Fig. 15: Circulação típica de brisa marítima (a) e terrestre (b). À noite (b), a circulação gera células de menor profundidade e intensidade do que de dia, por causa do menor contraste térmico entre a superície terrestre e a marírtima ou lacustre. É importante salientar que a circulação de grande escala (sinótica) pode intensificar ou não os efeitos da brisa marítima (ou terrestre), dependendo se a sua orientação (direção e sentido) coincidir com alguma delas. Isto acarreta o deslocamento da nebulosidade no mesmo sentido e direção dos ventos de grande escala, combinado com a circulação da brisa. Por exemplo, existe um máximo de precipitação em toda a costa leste do Brasil, da Bahia até o Rio Grande do Norte, que é basicamente forçado pela brisa marítima, favorecido pelos ventos alísios de sudeste naquela região, Como resultado, há advecção da nebulosidade para o interior do continente ao longo das regiões costeiras. 18

19 Circulação vale-montanha O aquecimento diferencial causado pelo ciclo diurno nas encostas das montanhas e nas regiões próximas aos vales adjacentes gera circulações secundárias de significativo interesse. Durante o dia as faces das montanhas ficam relativamente mais quentes do que os vales (que ficam sob o efeito de sombreamento durante grande parte da manhã), gerando um padrão de gradiente horizontal de pressão no vale-montanha em função da maior espessura da coluna de ar sobre as encostas (Fig. 16a). Isto força uma circulação de correntes ascendentes nas encostas com possível formação de nebulosidade cúmulos e correntes descendentes sobre o vale, caracterizando subsidência e céu claro sobre esse último (Fig. 17b). Esta circulação é chamada de vento anabático. Durante a noite, as encostas, ao se resfriarem mais rapidamente, criam uma atmosfera mais densa, que circula para o fundo do vale (circulação catabática) (Fig. 16b). A acumulação de ar frio nos vales à noite pode levar à formação de nevoeiro e, eventualmente, geadas, se a temperatura estiver muito baixa (Fig. 17a). Fig. 16: Configuação dos ventos vale-montanha durante (a) dia e (b) noite. 19

20 Fig. 17: Diagramas esquemáticos das circulçãoes de vento do tipo vale-montanha: (a) à noite, ar frio escoa como um fluxo catabático das encostas para o vale (onde, sob saturação, pode formar névoa). Uma fraca corrente ascendente no centro do vale surge, induzindo escoamento adicional de ar frio das vizinhanças do vale; (b) durante o dia, ar quente sobe pelas encostas laterais dos vales, proiduzindo nuvens acima da crista das montanhas, com movimento descendente de compensação sobre a região do vale, que apresenta céu claro, dando continuidade ao fluxo anabático. Fig. 18: Esquema que ilustra uma situação típica de inverno na região costeira do Estado de São Paulo. A linha horizontal sobre o mar, em cada figura, representa o topo da inversão marítima. 20

21 Um exemplo de circulação secundária que ocorre sobre a Serra do Mar (litoral de São Paulo), que é uma área montanhosa próxima à costa marítima é mostrado na Fig. 18. O escoamento de massas de ar na região da Serra do Mar combina circulações vale-montanha com brisas marítimaterrestre. Isto intensifica o sistema de ventos locais. Note-se que isto ocorre em grande parte da costa leste do Brasil. Durante o dia, preferencialmente à tarde, a brisa marítima é a componente predominante, que gera nebulosidade cumuliforme em até 100 km de extensão continente adentro. Durante à noite, a brisa terrestre é favorecida também pela circulação catabática em direção ao mar. A formação de nevoeiro (nebulosidade estratiforme) pode ocorrer na face continental da Serra se as condições sinóticas (ventos calmos, céu claro) favorecerem. 21